Morphostructural evolution of active margin basins: the example of the Hawke Bay forearc basin, New Zealand.

MORPHOSTRUCTURAL EVOLUTION

OF ACTIVE MARGIN BASINS: THE

EXAMPLE OF THE HAWKE BAY

FOREARC BASIN, NEW ZEALAND

A thesis submitted in fulfilment of

the requirements for the degree of

Doctor of Philosophy in

Geology

at the University of

Canterbury by

FABIEN PAQUET

University of Canterbury

2007

N° ordre : 3563

THESE

présentée

DEVANT L'UNIVERSITE DE RENNES 1

pour obtenir

le grade de DOCTEUR DE L'UNIVERSITE DE RENNES 1

Mention Sciences de la Terre PAR

Fabien PAQUET

Equipe d'accueil: Géosciences Rennes Ecole Doctorale Sciences de la Matière

Composante universitaire: UFR Structure et Propriétés de la Matière

Morphostructural evolution of active subduction margin basins:

The example of the Hawke Bay forearc basin, New Zealand.

Thèse réalisée en co-tutelle avec l’Université de Canterbury, Christchurch, Nouvelle-Zélande. Soutenue le 9 novembre 2007 devant la commission d'examen composée de

Directeurs de thèse Jean-Noël Proust Géosciences Rennes - CNRS Jarg Pettinga University of Canterbury Rapporteurs Jean-Yves Collot IRD Géosciences Azur

Michel Lopez Université de Montpellier 2 Examinateurs François Guillocheau Université Rennes 1

Avant Propos :

Ce travail a été réalisé dans le cadre d’une thèse en cotutelle entre les universités de Rennes 1 (Rennes, France) et de Canterbury (Christchurch, New Zealand). Il a été encadré par Jean-Noël Proust (Géosciences Rennes), Jarg Pettinga (University of Canterbury) et co-encadré par Philip Barnes (NIWA, New Zealand).

Les financements de ce projet sont multiples : Allocation de recherche ministérielle ; CNRS-INSU Intérieur de la Terre ; PICS France / Nouvelle-Zélande ; MAE – Ambassade de France (NZ) ; CNRS-INSU Mission Marion-Dufresne MD152 ; Géosciences Rennes – UMR CNRS 6118 ; Université de Rennes 1 (dont bourse d’aide à la mobilité) ; University of Canterbury – ‘Active tectonic and Earthquake Hazards Research Group’ ; and NIWA.

La cotutelle a permis de créer des collaborations avec différents intervenants, un échange de connaissance et un accès facilité aux données et aux moyens techniques (logistique et personnels scientifiques et techniques du NIWA pour l’acquisition, le traitement et la mise à disposition des données ; et University of Canterbury pour logistique de la mission de terrain).

L’essentiel du travail présenté dans ce mémoire est le fruit d’un investissement personnel : interprétations stratigraphiques du jeu de données sismiques ; élaboration des cartes d’isopaques et calcul des volumes et masses préservées ; élaboration des plans de positionnement des lignes TAN0412 et GSR 05103 et des carottes MD152 ; participation aux campagnes à la mer TAN0313, GSR 05103 et MD152 ; cartographie et levés de coupes dans le Kidnappers Group et la vallée de la Makaroro ; analyse de Modèles Numériques de Terrain ; préparation d’échantillons pour analyses micropaléontologiques et isotopiques. Certains aspects résultent de contributions, notamment en ce qui concerne la cartographie des structures en mer par Philip Barnes et la pleine collaboration de Nicola Litchfield (IGNS, New Zealand) pour le partage de ses résultats et avis concernant les terrasses fluviatiles. Martin P. Crundwell et Alan G. Beu (IGNS - Institute of Geological and Nuclear Science) ont également participé en effectuant les analyses micro-paléontologiques de plusieurs échantillons. Bruce Hayward (Geomarine Research), Phil A. R. Shane (University of Auckland, NZ) and Brent Alloway (IGNS) sont intervenus dans l’identification des foraminifères et des tephras des carottes Marion-Dufresne MD152, et Gilles Ruffet (Géosciences Rennes) a pris en charge les analyses 40Ar/39Ar des échantillons prélevés sur le

Remerciements – Acknowledgements :

Ce travail, mené dans le cadre d’une co-tutelle entre l’Université de Rennes 1 – Géosciences Rennes, l’Université de Canterbury – Department of Geological Sciences et d’une étroite collaboration avec le NIWA, fut l’occasion de rencontrer un grand nombre de personnes, qui ont contribué, de près ou de loin, à sa réalisation.

Je tiens tout d’abord à te remercier, Jean-Noël, pour m’avoir proposé ce projet alors que je me débattais, avec plaisir, dans un enchevêtrement de filons islandais. Il m’aura fallu assez peu de temps pour me remettre dans la « boue tiède » et pour y prendre goût. Merci donc, pour ce sujet que tu as subtilement dirigé, en me laissant libre d’explorer telle ou telle voie et en m’aiguillant de temps à autre (parfois même sans que je m’en rende compte ?). J’ai vraiment apprécié travailler en ta compagnie. Merci enfin pour avoir développé cette co-tutelle avec Jarg et permis la collaboration avec Phil et le NIWA.

I would like to thank you, Jarg, for having accepted the co-tutelle of this Ph.D. thesis and welcomed me at the University of Canterbury, for the help and advises on the field and during the several discussions we had, and also for the technical and financial support. But, beyond these aspects, I have to say that I met a great person, friendly, available. Finally, thank you and Margaret for the very pleasant stays I have spent at your place.

Thank you Phil for the time and efforts you spent on this project. You were of great support for the planning of the multiple surveys, for providing access to a large set of seismic data and for the help in seismic interpretation. It was a real pleasure to work with you and I have appreciated the few constructive meeting we had all together in New Zealand, France and Austria.

Je tiens à remercier Jean-Yves Collot (IRD - Géosciences Azur) et Michel Lopez (Université de Montpellier 2 - Géosciences Montpellier) pour avoir accepté de juger ce travail. Merci également à François Guillocheau pour avoir examiné le manuscrit et présidé le jury de soutenance.

In New Zealand, I would like to thanks people at NIWA for the great help they provide all along this work, especially Geoffroy Lamarhe, Miles and Soaz Dunkin, Mike Stevens, Lionel Carter, Lisa Northcote, Stéphane Popinet and Vanessa Sherlock, John Mitchell, Richard Garlick, Steve Wilcox, Helen Neill and of course, Cathy Joanne, Arne Pallentin, Sébastien Delaux and Cédric Simon. At the University of Canterbury, I would like to thank Jim Cole, Steve Weaver Kate Bodger and David Shelley as well as the department and student administration staff. I would like to thank Phil Shane from the University of Auckland for

tephra identification and discussion, at IGNS-Lower Hutt: Nicola Litchfield for a nice trip along the Hawke’s Bay rivers and terraces, Martin Crundwell and Alan Beu for fossil indetification. Brent Alloway and Bruce Hayward provided identification of tephras and foraminifers on board Marion Dufresne. Finally, I would like to thank Simon Alderdice for his friendship – “profite bien!” – as well as his brothers Matthew and James & Caroline; Geoff and Di from the Tikokino Hotel, Craig and Anne Preston for welcoming me at their place, Tasha, Heath and Trina Locke for spending good time at Napier, the people of the DOC at Napier and Onga Onga, Angus Gordon (Clifton Station), Alec Tuanui (Kidnappers Station) for allowing access to their land and Bryce Wright for the access to the Gwavas Forest.

En France, un merci général aux personnes du laboratoire de Géosciences Rennes - CAREN et à l’équipe bassin sédimentaire, où j’ai passé pas mal de ces dernières bonnes années. Parmi elles, Olivier, Erwan et Frédérique pour l’année de DEA et un petit tour sur une autre jolie Île ; Stéphane B et Alain C, qui m’auront aider à déchiffrer et comprendre les paysages néo-zélandais, Delphine R, Cécile R, Pete C, François G, Jean B, Jean VDD, Gilles R, Yves Q, Annick B et Yann L pour leur aide. Mes remerciements iront tout droit à la troupe de thésards, post-docs, ATER et autres M2 qui auront égayé le quotidien, l’hebdomadaire et le mensuel pendant toutes ces années : à Elise, pour m’avoir aidé et accompagné dans les ultimes instants, Nico, Ben, Flo, Chrys, Nol, Erwan, Thierry, Yul, Djé, Xav, Oliv, Gosia, Fabien, Caro, Jérôme, Cécile A, Julie P, Nat, Aude, Nuno, Seb, Cécile, Stéphane, Rico, Seb « Mr Rohais », Lolo, Gégé, Cédric, Pipo, Nico et Carine, Laure, Adrien, Manu, Mathieu, Yannick, Guilhem, Céline, Camille, Morgan, Martine, Christelle, Romain, Vincent G, François, Catherine, Antoine, Olivier G, Ju, Charles, Pat et Erwan (merci pour la cheville), Castor, César, Blaise, Vincent P, Marie, Céline, Katia (j’en oublie)… mais aussi les autres collègues, les Gobios et les amis d’ici et d’ailleurs qui auront comptés pendant cette thèse : Julie et François (merci pour les vacances), Elsa, Marion, Julie J, Alex, Mathieu… (j’en oublie encore)… et bien évidemment à ma famille pour son soutien indéfectible.

Résumé :

La croissance des reliefs et les flux sédimentaires associés à la dynamique des marges actives en subduction sont des processus encore mal connus. Les archives géologiques sont souvent difficiles d’accès ou bien simplement mal préservées à cause de déformations importantes. Le bassin avant arc d’Hawke Bay de la marge Hikurangi en Nouvelle-Zélande constitue un objet d’étude privilégié. En effet, il est peu déformé, partiellement émergé et actif pendant le Pléistocène, période au cours de laquelle l’âge des séries sédimentaires et certains facteurs comme le climat et l’eustatisme sont bien contraints. Une étude pluridisciplinaire, intégrant l’interprétation de données sismiques marines et terrestres, l’analyse de puits, de carottes et de coupes de terrain et l’observation des bassins versants a permis d’établir l’architecture stratigraphique à très haute résolution sur le dernier 1.1 Ma de ce domaine avant arc. Cette stratigraphie montre une organisation en un empilement complexe de 11 séquences de dépôt d’origine climato-eustatique (20, 40 et 100 ka) préservées dans des sous bassins contrôlés par les structures chevauchantes actives. Ces séquences sont caractérisées par des changements paléogéographiques profonds qui évoluent entre deux états extrêmes à chaque maximum glaciaire et optimum interglaciaire. Ainsi, le domaine avant arc d’Hawke Bay montre une segmentation en sous bassins isolés par des rides tectoniques émergeantes pendant les bas niveaux marins et submergées lors des hauts niveaux marins. Aux échelles de temps supérieures à 100 ka, ces structures actives sont à l’origine, dans chacun des bassins, d’une migration progressive vers l’arc des dépocentres des séquences sous l’influence combinée de la tectonique et la charge sédimentaire. Le calcul des volumes de sédiments préservés dans chacune des séquences de dépôt, depuis les sources les plus en amont jusqu’au pied des systèmes sédimentaires les plus profonds à l’aval, permet d’estimer des flux sédimentaires qui ont transité à travers le domaine avant arc au cours de Pléistocène supérieur. Ces flux varient de ~3 à ~6 Mt.a-1. Les variations de flux à long terme (100 ka à 1 Ma) correspondent à des changements de configuration tectonique (distribution de la déformation sur les structures) du domaine avant arc et traduisent la capacité des bassins à stocker des sédiments. Les variations enregistrées à plus court terme (<100 ka) sont corrélées aux importants changements climatiques Pléistocènes, qui modifient les taux d’érosion dans le bassin versant et par conséquent, le flux sédimentaire. Cette observation montre la forte sensibilité et réactivité du domaine amont aux variations environnementales, également illustrée par le doublement des valeurs de flux sédimentaires depuis l’arrivée des européens sur le territoire néo-zélandais au 18ème siècle et le déboisement intensif qui lui a succédé.

Abstract:

Topography growth and sediment fluxes in active subduction margin settings are poorly understood. Geological record is often scarce or hardly accessible as a result of intensive deformation. The Hawke Bay forearc basin of the Hikurangi margin in New Zealand is well suited for studying morphstructural evolution. It is well preserved, partly emerged and affected by active tectonic deformation during Pleistocene stage for which we have well dated series and well-known climate and eustasy.

The multidisciplinary approach, integrating offshore and onshore seismic interpretations, well and core data, geological mapping and sedimentological sections, results in the establishment of a detailed stratigraphic scheme for the last 1.1 Ma forearc basin fill. The stratigraphy shows a complex stack of 11 eustasy-driven depositional sequences (20, 40 and 100 ka periodicity). These sequences are preserved in sub-basins that are bounded by active thrust structures. Each sequence is characterized by important changes of the paleoenvironment that evolves between the two extremes of the glacial maximum and the interglacial optimum. Thus, the Hawke Bay forearc domain shows segmentation in sub-basins separated by tectonic ridges during sea level lows that become submerged during sea level highs.

Over 100 ka timescale, deformation along active structures together with isostasy are responsible of a progressive migration of sequence depocenters towards the arc within the sub-basins.

Calculation of sediment volumes preserved for each of the 11 sequences allows the estimation of the sediment fluxes that transit throughout the forearc domain during the last 1.1 Ma. Fluxes vary from c. 3 to c. 6 Mt.a-1. These long-term variations (100 ka to 1 Ma timescale ranges) are attributed to changes in the forearc domain tectonic configuration (strain rates and active structure distribution). They reflect the ability of sub-basin to retain sediments. Short-term variations of fluxes (<100 ka) observed within the last 150 ka are correlated to drastic Pleistocene climate changes that modified erosion rates in the drainage area. This implies a high sensitiveness and reactivity of the upstream area to environmental changes in terms of erosion and sediment transport. Such behaviour of the drainage basin is also illustrated by the important increase of sediment fluxes since the European settlement during the 18th century and the following deforestation.

TABLE DES MATIERES – TABLE OF CONTENT :

Avant-propos

Remerciements - Acknowledgments

Résumé

Abstract

Introduction - Introduction

Chapitre 1: L’érosion et les flux sédimentaires / Les subductions

océan – continent –

Erosion and sediment fluxes / ocean-continent subductions

9

1.1 L’érosion et les flux sédimentaires

1.1.1 Définitions 10

1.1.2 Les facteurs de contrôle de l’érosion et du flux sédimentaire 12 1.1.3 La représentativité des valeurs d’érosion et de flux sédimentaire 30

1.2 Les subductions océan - continent

1.2.1 Généralités 34

1.2.2 Éléments morphostrucutraux des subductions océan – continent 38

Chapitre 2: La subduction Hikurangi – Hikurangi subduction.

45

2.1 La subduction Hikurangi

2.1.1 Cadre géodynamique 46

2.1.2 Conclusion 59

Chapitre 3: Méthodologie, état des connaissances et données – Methodology,

data set.

65

3.1 Méthodologie & démarche scientifique

3.1.1 Les avantages du bassin avant arc de Hawke Bay 66

3.1.2 La démarche scientifique 68

3.2 Etats des Connaissances

3.2.1 Les frontières du bassin 69

3.2.2 La stratigraphie séquentielle et la chronostratigraphie 69

3.2.3 La séquence de dépôt type 72

3.2.4 La paléogéographie 72

3.2.6 La déformation tectonique 73

3.2.7 Les volumes, masses et flux sédimentaires 74

3.2.8 Les volumes érodés 74

3.2.9 Le climat et l’eustatisme 74

3.3 Les données

3.3.1 Les missions de sismique marine 76

3.3.2 Les missions de sismique à terre 90

3.3.3 Carottes et dragages en mer 91

3.3.4 Puits d’exploration pétrolière et hydrologique 96

Chapitre 4: La sédimentation du Pléistocène supérieur dans Hawke

Bay, Nouvelle-Zélande :

99

Article 1 :

LATE PLEISTOCENE SEDIMENTATION IN HAWKE BAY, NEW ZEALAND: NEW INSIGHTS INTO FOREARC BASIN MORPHOSTRUCTURAL EVOLUTION.

100

Chapitre 5: Les contrôles sur la stratigraphie et les flux sédimentaires

dans les bassins avant arc :

167

Article 2 :

CONTROLS ON ACTIVE FOREARC BASIN STRATIGRAPHY AND SEDIMENT FLUXES: THE EXAMPLE OF THE PLEISTOCENE HAWKE BAY FOREARC BASIN, NEW ZEALAND.

168

Conclusion & outlooks – Conclusion et perspectives

Introduction :

Scientific question - goals - means and site

– memoir organization.

-

Problématique - objectifs - méthode et site

- organisation du manuscrit.

INTRODUCTION

Scientific question:

The Earth surface or relief is shaped by tectonic climatic and hydrological processes over its both submerged and immerged parts. At the interface between lithosphere, atmosphere and hydrosphere, the Earth surface and its evolution witnesses the evolution of these three domains and their interactions - the geodynamic.

Present day relief and its short-terme evolution (100 to 102 years) are accessible and can be accurately quantified using in situ methodology. On the contrary, long-term evolution of the relief (103 to 108 years) is more difficult to describe and quantify because of its poor preservation due to erosion processes. This is even more problematic within active tectonic contexts (orogens) where topography gowth (mountain ranges) goes with intense erosion that rapidly erases paléotopographies.

One way used to investigate paleoreliefs and their evoltion is the estimation of sédiment fluxes. Actually, sediment fluxes represent the amount of sediment (volume or mass) that transits from areas dominated by erosion (e.g. mountain ranges) to areas dominated by sedimentation (e.g. basins). This way, considering the volumes of sediments deposited in basins by time-intervals as an equivalent of eroded rock volumes in mountains, it is possible to estimate erosion rates of the source areas. Sediment fluxe study is therefore a mean to evaluate relief dynamic and consequently geodynamic.

Active tectonic areas such as active subduction margins, collisions and rift escarpments are well suited for studying relief evolution because growth and wear of topographies are intensified by geodynamic processes. This generally resluts in high sediment fluxes and consequently, better recording and reading of tectonic and climatic processes in sedimentary archives.

Nevertheless, several limitations exist about the signification of results obtained from deposited volume incremental quantification in areas of convergence and shortening. Sedimentary record is often altered by deformation, erosion, recycling and losses. The complex three-dimensional geometry of the basin fill and the lack of accuracy in the chronostratigraphic schemes induce additional bias that limit the representativeness of sediment flux values in terms of relief dynamics. It results a lack of reliable data on sediment

Goals:

The present work aims to (i) describe and quantify the morphostructural evolution of a drainage basin/sedimentary basin system, (2) to estimate sediment fluxes by calculating preserved sediment volumes and (3) to discuss spatial and temporal variations of this fluxes for the 104 to 106 timescale range, within a tectonically active domain. The timing of control processes such as tectonic climat, hydrology and lithology need to be well constrained. It is also proposed to discuss the signification of sediment fluxes and their variations within an active margin setting in order to understand the impact of each of control parameters at different timescales.

Means and study site:

The study of a drainage basin/sedimentary basin system requires an integrated approach coupling stratigraphic and geomorphologic analyses. These analyses should provide a detailed knowledge of the basin fill including the stratigraphy with the depositional sequences and their three-dimensional geometry, the sedimentary facies and the depositional environment determination and a reliable chonostratigraphic scheme. Onshore, the geomorphologic analysis concentrates on paleotopography remnants in order to reconstruct the relief and its evolution. In addition, a structural analysis is required to establish the style, the timing of activity and rates of displacement for each major structure. The detailed knowledge of both contemporaneous climate and eustasy variations are essential for constraining the geodynamic setting prior to any discussion on morphostructural evolution, sediment fluxes and control parameters.

The study site selected for this study is the Hawke Bay forearc domain on the Hikurangi active subduction margin, along the east coast of north Island, in New Zealand. The Hawke Bay forearc basin presents many advantages to handle such work: its location inside a tectonically active area where building mountain ranges are intensively eroded and where products of this erosion are deposited in structurally controlled basins. Due to its topography, the basin is both submerged and emerged. Basin fill is eventually accessible along coastal cliff outcrops and can provide useful information for the detailed stratigraphic study. In addition, several geological and geophysical studies provide a large amount of useful data. Structurally controlled sub-marine ridges located on the outer limit of the forearc limit sediment losses out of the study site. Finally, the period considered for this work covers approximately the last one million years, from the early Mid Pleistocene Transition (MPT) to present day. Besides its duration that cover the suitable timescale ranges, this period presents several advantages

including the best possible controls on climate ad eustasy changes and a relatively well preserved sedimentary record.

Memoir organization:

The manuscript is organize in five main chapters. The first one proposes a state of art on sediment fluxes and on ocean-continent subduction zones. The second chapter briefly presents the Hikurangi subduction margin of New Zealand. The third chapter describes the scientific approach used in this study, he geological and regional settings of the Hawke Bay forearc domain and finally presents the data set. The forth chapter presents, in an article format, the main results obtained from the study of the last 100 ka-type depositional sequence study ad their implication in terms of paleogeographic and sediment flux variations (10 ka timescale) in respect to climate, eustasy and tectonic settings. The fifth chapter focused on the interpretation of the stacking pattern of 100 ka-type depositional sequences for the last 1 Ma and proposes an interpretation for the morphostructural evolution of the basin and for the sediment flux variations for longer timescale (100 ka). The last part includes the conclusion of this study of the Hawke Bay forearc domain with a synthesis of the results obtained on the stratigraphic architecture, the morphostructural evolution and the sediment fluxes for average and long timescales (100 ka and 1 Ma). It is the opportunity to discuss the influence of control parameters from a regional and a global point of view.

INTRODUCTION

La problématique :

Le relief de la Terre, qu’il soit émergé ou immergé, est une surface dont l’état est principalement fonction des processus tectoniques, climatiques et hydrologiques. En tant qu’interface entre la lithosphère, l’atmosphère et l’hydrosphère, son évolution témoigne de l’évolution de ces trois domaines, de leurs interactions et donc de la géodynamique. Si l’état actuel du relief et son évolution sur le court terme (de 100 à 102 ans) sont accessibles et quantifiables avec précision, le relief passé et son évolution sur le long terme (de 103 à 108 ans) sont plus difficiles à décrire et quantifier à cause du problème de préservation lié à l’érosion. Ceci est encore plus problématique dans les zones tectoniquement actives (orogènes), où la croissance de la topographie (chaînes de montagne) générée par la déformation est accompagnée d’une intense érosion qui efface rapidement les traces des reliefs passés. Une des voies d’investigation utilisée pour approcher les états passés des reliefs et leur évolution est la mesure des flux sédimentaires anciens. En effet, le flux sédimentaire représente la quantité de sédiment (volume ou masse) transitant au sein d’un système entre des zones en érosion (sources) et des zones en dépôt (bassin). Ainsi, en considérant, par incrément de temps, les volumes déposés dans les bassins comme représentatifs des volumes érodés dans les zones sources, il est possible d’estimer les taux d’érosion des reliefs et donc leur évolution. L’étude des flux sédimentaires passés est donc un moyen d’approcher la dynamique des reliefs et par conséquent, de la géodynamique.

Les zones tectoniquement actives comme les marges en subduction, les collisions et les épaulements de rift, sont des régions privilégiées pour l’étude des reliefs car la croissance et la dégradation des topographies y sont exacerbées par la géodynamique. Ceci a pour conséquence l’augmentation des flux sédimentaires vers les bassins et corrélativement, d’améliorer l’enregistrement et la lecture des processus tectoniques et climatiques dans les archives sédimentaires.

De nombreuses limites existent néanmoins quant à la signification des résultats de quantifications de volumes déposés par incrément de temps, en particulier dans les zones de convergences, où les archives sédimentaires sont souvent rapidement altérées par la déformation, l’érosion, le recyclage et l’exportation. La géométrie tridimensionnelle du bassin, souvent rendue plus complexe du fait de la déformation, ainsi que le manque de précision sur la chronostratigraphie, constituent des biais supplémentaires, pour le calcul de flux sédimentaires représentatifs en terme de dynamique des reliefs et de géodynamique. Il en

résulte un manque de données fiables sur les valeurs de flux sédimentaire pour des intervalles de temps de la centaine de milliers au million d’années, qui permettrait de déterminer la part de chacun des processus géodynamiques dans le contrôle de l’évolution des reliefs dans les marges actives notamment.

Les objectifs :

La présent travail vise, par une étude approfondie d’un système bassin versant / bassin sédimentaire, à décrire de façon qualitative et quantitative son évolution morphostructurale, à quantifier les flux sédimentaires à partir des bilans volumétriques des sédiments préservés et discuter leurs variations spatio-temporelles aux échelles de temps variant de 104 à 106 ans, au sein d’un domaine tectoniquement actif pour lequel le calendrier des processus de contrôle (tectonique, climat, hydrologie, lithologie…) seront contraints. Il est aussi envisagé de discuter la signification des flux et de leur variations dans un bassin de marge active soumis à des variations environnementales importantes. afin de comprendre l’impact de chacun des processus invoqués pour son contrôle à différentes échelles de temps.

La méthode et le site retenu :

L’étude d’un système bassin versant / bassin sédimentaire requiert une approche pluridisciplinaire mêlant l’analyse du remplissage sédimentaire des zones en dépôt et une analyse de la géomorphologique des zones en érosion. L’objectif de pouvoir fournir des valeurs de flux sédimentaires aux échelles de temps considérées nécessite une connaissance approfondie du remplissage du bassin incluant la stratigraphie, les séquences de dépôts et leur géométrie 3D, la reconstitution des environnements de dépôt et un calage en âge fiable. L’analyse géomorphologique se base essentiellement sur les rémanents des paléotopographies permettant des reconstitutions du relief passé révélant ainsi sa dynamique. En parallèle, une analyse structurale avec l’établissement d’un calendrier d’activité des structures incluant les taux de déformation ainsi qu’une connaissance détaillée des variations climatiques et eustatiques contemporaines du remplissage sont essentielles pour contraindre le cadre géodynamique qui servira de base de réflexion pour discuter de l’évolution des flux sédimentaires et de leurs paramètres de contrôle.

responsable de la croissance de chaînes de montagne où une intense érosion s’opère et de la formation de bassins sédimentaires où les produits de l’érosion se déposent. Une particularité de ce bassin est d’être à la fois immergé et émergé, ce qui permet l’existence d’affleurements directement accessibles et fournissant des informations nécessaires au développement de la stratigraphie détaillée. De plus, le domaine avant arc d’Hawke Bay a été l’objet de nombreuses études qui apportent de nombreuses précisions sur son évolution et présente une grande densité de données géologiques et géophysiques utiles à ce travail. La présence de rides sous marines contrôlées par les structures, en bordure du bassin, limite les fuites de matériel sédimentaire hors de la zone d’étude. Enfin, la période d’investigation retenue pour cette étude couvre approximativement le dernier million d’années, de la transition médio Pléistocène à l’actuel. Les avantages de cette période outre sa durée, qui permet de couvrir les échelles de temps désirées, sont la bonne connaissance des variations climatiques et eustatiques et le fait que les archives sédimentaires n’aient pas été profondément altérées par la déformation.

Organisation du manuscrit :

Le manuscrit s’articule en cinq chapitres principaux. Le premier propose un état des connaissances sur les flux sédimentaires d’une part et sur les subductions océan-continent d’autre part. Le second chapitre présente rapidement la subduction Hikurangi de Nouvelle-Zélande. Le troisième chapitre présente la démarche scientifique utilisée dans ce travail, un état des connaissances succint sur Hawke Bay et le jeu de données disponibles utilisé pour mener à bien cette étude. Le quatrième chapitre présente, sous la forme d’un article, les résultats obtenus par l’étude détaillée de la dernière séquence de dépôt élémentaire à 100 ka et les implications en terme d’évolution paléogéographique et de variation du flux sédimentaire en fonction des conditions climatiques, eustatiques et tectoniques. Le cinqième chapitre est focalisé sur l’interprétation de l’empilement des séquences de dépôt à 100 ka au cours du dernier million d’années propose une interprétation de l’évolution morphostructurale du bassin et des variations de flux sur de plus grands incréments de temps (100 ka). Le dernier volet conclue cette étude en synthètisant les résultats obtenus à partir de cette étude du bassin d’Hawke Bay sur le moyen et le long terme (100 ka et 1 Ma) selon trois axes, l’architecture sédimentaire, l’évolution morphostructurale et les variations des flux sédimentaires, en s’attachant plus particulièrement à discuter les influences des paramètres de contrôle au différentes échelles de temps. Ces discussions sont orientées d’un point de vue régionale puis globale.

Chapitre 1 :

L’érosion et les flux sédimentaires /

Les subductions océan - continent.

Dès lors que l’on s’intéresse à caractériser l’évolution des reliefs terrestres, le flux sédimentaire revêt un intérêt particulier puisqu’il découle à la fois de l’érosion des zones sources, des capacités de transports des réseaux hydrographiques et participe au remplissage des bassins sédimentaires. La connaissance détaillée des flux sédimentaires et leur quantification au cours du temps au sein d’un couple bassin versant – bassin sédimentaire est cruciale car elle permet d’approcher l’évolution de la surface terrestre au cours du temps et donc, l’évolution morphostructurale du site. Dans les zones tectoniquement actives, comme les marges en subduction océan – continent, le relief est souvent important et soumis à une intense érosion. Il en résulte une disparition progressive et plus ou moins rapide des marqueurs de paléotographies. L’approche de l’évolution de la surface terrestre à long terme (> ka) par la quantification des flux sédimentaires est donc indiquée dans le cas de zones actives.

Dans une première partie, je définirai la notion de flux sédimentaire, et après avoir déterminer les paramètres qui contrôlent son évolution et celle de l’érosion, je présenterai les différentes méthodes de calcul utilisées à différentes échelles de temps. Enfin je discuterai des problèmes de représentativité des valeurs de flux et les limites à son interprétation en terme d’évolution des reliefs.

Dans une seconde partie, je présenterai rapidement les marges actives des subductions continent – océan, leur distribution et leurs caractéristiques morphostructurales.

Enfin, dans une troisième partie, je présenterai un état des connaissances de la marge active Hikurangi en Nouvelle-Zélande et plus particulièrement du domaine avant arc d’Hawke Bay, choisi pour cette étude.

1.1. L’érosion et les flux sédimentaires :

1.1.1. Définitions :

L’érosion est un phénomène naturel qui a pour effet de dégrader une topographie positive née de la déformation tectonique ou du volcanisme. Elle fait intervenir de nombreux processus, parmi lesquels il est possible de distinguer les processus mécaniques (fragmentation, abrasion) et les processus d’altération chimique. Différents facteurs

l’écoulement dans les vallées des chaînes de montagne est responsable de l’arrachement d’importante quantité de roches. A l’état liquide, c’est le ruissellement et l’écoulement chenalisé qui interviennent dans l’érosion des versants des vallées et l’incision fluviatile. En augmentant son volume lors du passage de l’état liquide à l’état glace, l’eau présente dans les fractures favorise la fragmentation des roches (gélifraction).

- Le vent, intervient également dans en transportant les poussières et en abrasant les roches. L’érosion chimique correspond à l’altération des roches (silicates, carbonates) liée principalement à l’acidité naturelle des eaux météoriques.

L’érosion ayant comme effet un abaissement de la topographie, sa quantification de dans le temps est exprimée en mm.yr-1. Howard et Kerby (1983) ont montré que la vitesse d’érosion E, au niveau d’une rivière, dépendait de la pente locale S, du flux d’eau Qw (équivalent de l’aire drainée A et du coefficient K d’érodabilité du substrat (lithologie, fracturation…) selon la relation suivante : « stream power law » :

E = K Qwm Sn E = K Am Sn

(m et n sont des valeurs d’exposants positives)

Cette relation caractérise les systèmes en érosion ou « détachement limité » et est abondamment utilisée, avec ses variantes, dans les modélisations numériques pour simuler l’érosion fluviatile.

Le « flux sédimentaire » correspond à une quantité de sédiment Qs transitant depuis des zones dominées par l’érosion à des zones dominées par la sédimentation, par intervalles de temps. Sa valeur dépend de la quantité de matériel mis à disposition par la fragmentation et l’altération mais surtout de la capacité de transport C du réseau hydrographique, qui fait intervenir le flux d’eau Qw et la pente S (Fig. 1.1). Ainsi, lorsque la capacité de transport est supérieure à la charge sédimentaire, le transport est efficace et l’érosion peut aussi avoir lieu dans le lit, alors que si la capacité de transport est inférieure à l’apport sédimentaire, la sédimentation a lieu. De la même manière que l’érosion, le flux sédimentaire peut être caractérisé par la relation suivante :

Qs = K’ Qwm Sn = K’ Am Sn

(avec K’ coefficient incluant la contrainte cisaillante, la taille des grains...)

Néanmoins, suivant l’échelle de temps considérée pour son estimation ou sa mesure ainsi que les méthodes employées, le terme ne revêt pas exactement la même signification. Ainsi, à

court terme (durée des mesures in situ), le flux sédimentaire correspond à la charge sédimentaire transportée par le réseau hydrographique (rivières, glaciers) exprimée en masse par unité de temps (eg. t.yr-1). A l’échelle des temps géologiques, les flux sédimentaires correspondent à long terme, soit aux taux d’érosion ou d’exhumation des zones sources, soit aux volumes sédimentaires préservés dans les bassins. Il correspond alors respectivement à un flux sortant des zones sources ou à un flux entrant dans les bassins. Il est exprimé en quantité de matériel produit par érosion par unité de surface et unité de temps – taux de productivité - (eg. km3.km-2.yr-1 ou T. km-2.yr-1) ou en volume de sédiment déposé par unité de temps (eg. km3.yr-1). La disharmonie qui existe dans les dimensions et les échelles de temps d’estimation du flux sédimentaire et de l’érosion, résultant des méthodes utilisées, pose le problème de la représentativité de la comparaison de ces valeurs d’érosion ou de flux entre elles et entre différentes échelles de temps.

1.1.2. Les facteurs de contrôle de l’érosion et du flux sédimentaire :

Les études menées ces quatre dernières décennies sur les systèmes actuels et anciens ont permis de relier le contrôle de l’érosion et des flux sédimentaires à court terme et long terme, aux paramètres géomorphologiques (relief, topographie, aire drainée), aux processus tectoniques et climatiques, à l’eustatisme et à l’impact anthropique.

Les paramètres géomorphologiques :

Milliman et Syvitski (1992) montrent, par l’étude de 288 bassins versants répartis autour du globe, que pour des valeurs d’aire drainée croissantes, la valeur du flux sédimentaire (MT/yr) augmente alors que le taux de productivité (T/km²/yr) diminue (Fig. 1.2). Ahnert (1970) et Pinet et Souriau (1988) montrent l’existence d’une relation de proportionnalité entre la topographie (altitude moyenne) et le taux d’érosion. D’autres études ont confirmé l’importance de la topographie, et surtout du relief (différence d’altitude entre crêtes et vallées), dans le contrôle du taux d’érosion (Pinet et Souriau, 1988 ; Summerfield et Hulton, 1994 ; Hovius, 1997 ; Montgomery and Brandon, 2002). Cette relation est considérée comme linéaire avec une érosion qui croît proportionnellement avec le relief (Ahnert, 1970 ; Summerfield et Hulton, 1994), jusqu’à une valeur seuil de relief pour laquelle la pente de stabilité est dépassée et au-delà de laquelle le mécanisme d’érosion prépondérant est le glissement de terrain (Burbank et al., 1996 ; Montgomery et Brandon, 2002 ; Binnie et al., 2007) (Fig. 1.3). Cette particularité a été observée dans de nombreux domaines orogéniques particulièrement actifs comme l’Himalaya (Burbank et al., 1996 ; Galy et France-Lanord, 2001), Taiwan (Li, 1975 ; Hovius et al., 1997 ; Dadson et al., 2003 ; 2004) ou la Nouvelle-Zélande (Tippett et Kamp, 1993 ; Hovius et al., 1997). L’activité tectonique et notamment la vitesse de surrection semble être décisive dans le contrôle de la topographie et de l’érosion, en offrant un volume disponible à l’érosion (Gunnell, 1998).

Figure 1.2 : Relations entre aire drainée (surface du bassin versant) et (A) charge sédimentaire, et (B) taux de productivité établie à partir de données recueillies sur 288 rivières réparties à travers le monde (Milliman et Syvitski, 1992 ; d’après Rohais, 2007).

Figure 1.3 : Relation entre taux d’érosion et relief local moyen établie par Montgmery et Brandon (2002). La relation d’Ahnert (1970) est valable pour les reliefs moyens inférieur à ~1000 m mais cesse de l’être dans les reliefs moyens supérieurs à 1000 - 1500 m associés aux chaînes de montagnes actives (B : Bramaputre ; NZ1 & 2 : Alpes du Sud, Nouvelle-Zélande d’après Tippett et Kamp (1999) et Hovius et al. (1997) ; H : central Himalaya d’après Galy et France-Lanord, (2001) ; NP1 & 2 : Indus d’après Burbank et al. (1996) et Shroder et Bishop (2000) ; OM : Olympic Mountains d’après Brandon et al. (1998) ; T : Taiwan d’après Li (1975) ; D : Denali (Alaska) d’après Fitzerald et al. (1993) ; A : Alpes d’après Bernet et al. (2001) BC : Colombie Britannique d’après Farley et al. (2001)).

La tectonique :

La déformation tectonique est un paramètre de premier ordre dans le contrôle de l’érosion et des flux sédimentaire car comme expliqué précédemment, elle produit une topographie disponible à l’érosion (Gunnell, 1998). Dès 1889, Davis associe l’évolution des chaînes de montagnes à une compétition entre processus tectonique de surrection responsable de la

lequel taux de surrection et taux d’érosion se compensent. Deux phases sont alors décrites pour caractériser l’état du relief des chaîne de montagne soumise à une surrection continue. La première phase correspond à une phase de croissance de la topographie durant laquelle la surrection domine sur l’érosion. Vient ensuite, la deuxième phase pour laquelle la surrection U est compensée par l’érosion (E = U = K Am Sn), ceci après un temps caractéristique dit de mise à l’équilibre du relief (Snyder et al., 2000 ; Lague et al., 2000). Un tel comportement a été conforté par les modélisations analogiques (Lague et al., 2003) mais la durée de ce temps caractéristique apparaît très variable (1 à 100 Ma) suivant le contexte (Pinet et Souriau, 1988 ; Pazzaglia et Brandon, 1996). Un autre aspect des interactions entre surrection et érosion est l’existence d’une rétroaction positive qui implique la réponse de compensation isostatique d’une chaîne à l’érosion et au transport des produits de la sédimentation hors du domaine orogénique (Molnar et England, 1990) (Fig. 1.5). De cette manière, l’érosion influence sensiblement l’évolution structurale des chaînes de montagnes (Pavlis et al., 1997 ; Norris et Cooper, 1997) et également leurs histoires thermiques et métamorphiques (Koons, 1990, 1994 ; Beaumont et al., 1992 ; Willet et al. 1993). Ces observations montrent l’importance de la tectonique dans l’évolution des reliefs et de l’érosion et inversement, que l’érosion est déterminante dans l’évolution des zones orogéniques (Hoffman et Grotzinger, 1993 ; Zeitler et al., 2001 ; Braun et Pauselli, 2004). Les modélisations numériques révèlent que les évènements tectoniques importants, même s’ils sont rapides, sont le plus souvent traduits par une évolution progressive du flux sédimentaire (Allen et Densmore, 2000). Enfin, les zones tectoniquement actives telles que Taiwan et la Nouvelle-Zélande, sont le lieu de glissement de terrains qui trouve une part de leur origine dans la forte séismicité locale (Hovius et al., 1997 ; Dasdon et al., 2003 ; 2004)

Figure 1.4 : Modèle d’évolution du relief des chaînes de montagne proposé par Davis (1889). A) topographie plane, proche du niveau de base (ligne horizontale). B) le soulèvement rapide intervient. C) l’incision par les rivières commence et des surfaces planes héritées de la topographie initiale sont préservées sur les « crêtes ». D) l’incision se poursuit, et les versants fortement pentés se développent jusqu’aux crêtes. E) l’altitude des crêtes diminue et le relief s’adoucit. D) le stade final est un retour à une topographie de faible relief comparable à celle du stade initial (A). Ce stade est nommé pénéplaine.(d’après Strahler et Strahler, 1992)

Figure 1.5 : Schéma représentant le rebond isostatique consécutif à l’érosion d’une épaisseur ΔT de croûte (densité ρc. L’érosion est compensée par une remontée de la base de la croûte et du manteau lithosphérique (densité ρm) et entraîne un rebond isostatique de (ρm-ρc)/ρm ~5 ΔT/6, soit, dans le cas b, une diminution de l’altitude de ΔT/6. Dans le cas d’une érosion localisée dans les vallées (cas a), le

Figure 1.6 : Modélisations numériques thermomécaniques de la déformation crustale dans un contexte de subduction mantellique incluant une érosion de surface par transport fluviatile et diffusif. Les trois expériences montrent la quantité de déformation (niveaux de gris), la localisation des structures et la topographie, suite une convergence identique. Le paramètre variable est le taux d’érosion appliqué (fort en haut, moyen au milieu, faible en bas). Il apparaît que l’érosion et l’exportation du matériel érodé modulent la localisation de la déformation et par conséquent la géométrie de l’orogène (Modifié d’après Braun et Pauselli, 2004).

Le climat et ses variations :

La participation du climat dans le contrôle de l’érosion et des flux sédimentaire est décisive puisque les conditions d’englacement, de précipitation et le couvert végétal sont identifiés comme majeurs dans les processus d’érosion mécanique et chimique (altération) (Summerfield et Hulton, 1994 ; Syvitski et Shaw, 1995). Néanmoins il n’existe pas de relation simple entre les paramètres climatiques locaux (températures, taux de précipitations) et la valeur du flux sédimentaire (Milliman et Syvitsky 1992 ; Summerfield et Hulton, 1994). La relation qui lie érosion et climat est complexe et probablement rendu difficile à identifier à cause de l’influence d’autres facteurs de contrôle (eg. tectonique). Outre la quantité des précipitations, c’est leur mode (fréquence et intensité des évènements) qui apparaît important dans l’intensité de l’érosion et notamment dans le déclenchement de glissements de terrains (Molnar et England, 1990 ; Zhang et al., 2001 ; Molnar 2004 ; Soldati et al., 2004 ; Dymond et al., 2006 ; Lake Tutira Drilling Group, 2007). L’impact des évènements catastrophiques sur les flux est illustré pour la Nouvelle-Zélande (Hovius et al., 1997) ou Taiwan (Dadson et al., 2003 ; 2004). Ainsi, au cours du Cénozoïque, l’influence du climat sur l’érosion est les flux

sédimentaires est mise en évidence par l’augmentation importante de la quantité de sédiments terrigènes déposés au fond des océans et plus particulièrement depuis le Pliocène (Fig. 1.7), coïncidant avec la dégradation climatique globale (Hay et al., 1988 ; Rea, 1993 ; Zhang, 2001 ; Molnar, 2004). Cette augmentation de l’érosion et des flux découlerait du refroidissement et de l’aridification du climat global et d’une augmentation simultanée de la fréquence et de l’ampleur des variations et des évènements climatiques, comme cela est le cas au Pléistocène (Zachos et al., 2001 ; Molnar, 2001). De récentes études sur le dernier cycle glaciaire à 100 ka (Pléistocène supérieur) montrent également qu’une augmentation des flux sédimentaires et des taux de productivité a lieu lors des dégradations climatiques, lorsque les précipitations sont maintenues (Collier et al., 2000 ; Berryman et al., 2000 ; Litchfield et Berryman, 2005 Carter et Manighetti, 2006) (Fig. 1.8). Le ratio entre charge sédimentaire et charge d’eau (capacité de transport) serait alors favorables à l’aggradation (Fig. 1.9) Ces observations illustrent le modèle empirique établi par Penck et Brückner (1909) à partir des terrasses fluviatiles du Danube. Ces phénomènes s’expliquent, au moins en partie, par l’effet du couvert végétal sur l’altération et l’érosion. La présence et le développement d’un couvert végétal ont une action protectrice particulièrement variable suivant la ceinture climatique et l’altitude (précipitation et température). Ainsi, de nombreuses études ont montré, dans la lignée de Huntington (1907), que (1) lorsque le taux précipitations augmente, l’érosion (et le flux sédimentaire) augmente, puis (2) l’apparition d’un couvert végétal consécutive à l’augmentation des précipitations a pour résultat de limiter l’érosion et de la diminuer lorsqu’il est suffisamment dense et protecteur (forêts) et (3) l’érosion augmente ensuite de nouveau (Langbein et Schumm, 1958 ; Summerfield, 1991 : Jiongxin, 2005) (Fig. 1.10).

Molnar et England (1990) discutent aussi du synchronisme et de la relation de causalité possible entre accroissement de la surrection dans les domaines orogéniques, dégradation climatique au Cénozoïque et augmentation des taux d’érosion et des flux sédimentaires. Les auteurs proposent que la formation des chaînes de montagnes au Cénozoïque résulte en une dégradation progressive du climat, qui en augmentant l’érosion et en diminuant les températures, implique une apparente augmentation de la surrection dans ces même chaînes de montagnes. Il y aurait ainsi un entretient et une rétroaction positive entre climat et tectonique. Molnar (2004) montre que l’augmentation du flux sédimentaire au Pliocène (2-4

(103-4 ans) par des pulses dans les flux sédimentaires (Allen et Densmore, 2000 ; Berryman et al., 2000) et ce, d’autant plus que le réseau hydrographique est petit (Castelltort et Van Den Driessche, 2003) Le climat joue donc un rôle fondamental et complexe dans l’adaptation de l’intensité du taux d’érosion et plus particulièrement au niveau des topographies importantes (chaîne de montagne). Ceci est tout à fait remarquable dans le cas des chaînes de montagne qui développent des systèmes glaciaires importants. Les interactions entre climat et tectonique au niveau des chaînes de montagne apparaît telle qu’il semble difficile de discriminer lequel des deux paramètres revêt le plus d’importance dans le contrôle de l’érosion et des flux. Le corollaire est que l’identification d’une variation de flux sédimentaire au cours des temps géologiques est difficilement strictement imputable à l’un ou l’autre de ces deux paramètres majeurs, du moins sans une connaissance précise des calendriers climatiques et tectoniques.

Figure 1.7 : Histogramme montrant la masse totale de sédiments terrigènes déposés au fond des océans de la fin du Mésozoïque à l’actuel (d’après des données de Hay et al., 1989). On peut observer une nette surreprésentation des sédiments déposés au Plio-Pléistocène (5-0 Ma) qui correspond à une augmentation des flux sédimentaires terrigènes (Zhang et al., 2001).

Figure 1.8 : Coupe transversale schématique montrant la succession des terrasses d’aggradation et d’incision dans les vallées de la côte est de l’île Nord de Nouvelle-Zélande (d’après Litchfield, 2003 et Litchfield et Berryman, 2006). Les terrasses sont corrélées régionalement et leurs périodes d’aggradation correspondent aux dégradations climatiques du Pléistocène supérieur des stades isotopiques MIS 4, 3 et 2 (LGM = Last Glacial Maximum).

Figure 1.9 : Modèle illustrant le comportement aggradant ou dégradant d’un chenal fluviatile en fonction de la charge sédimentaire et du flux d’eau. L’aggradation a lieu lorsque la charge sédimentaire dépasse les capacités de transport liées aux flux d’eau dans la rivière. D’après un dessin non publié de W. Borland et extrait de Blum et Törnqvist (2001).

Figure 1.10 : Relation entre taux de productivité (intensité d’érosion) et (a) les précipitations annuelles, et (b) le pourcentage de couvert végétal. L’influence positive des précipitations sur l’érosion opère jusqu’à ce que le pourcentage de couvert végétal, qui croît également avec le taux de précipitation, soit suffisant pour protéger et stabiliser les sols, et ainsi limiter, puis diminuer l’érosion (Jiongxin, 2005).

L’eustatisme :

L’eustatisme correspond aux changements globaux du niveau océans. Ses variations sont dépendent uniquement du temps. Les causes des variations eustatiques sont variées mais peuvent être regroupées en deux catégories. La première regroupe les causes qui ont pour effet de modifier la forme du contenant (bathymétrie du fond des océans et des plateformes continentales) et qui sont essentiellement liées à la géodynamique interne (subsidence thermique, taux de production des dorsales…). La deuxième catégorie regroupe les causes qui ont pour conséquence de modifier le volume du contenu (quantité d’eau liquide en surface). Ces dernières sont variées et sont d’origine interne (dégazage par le volcanisme), cosmique (comètes constituées de glace d’eau) ou climatique (fonte ou formation de la glace dans les calottes polaires et les chaînes de montagnes). L’influence des variations eustatique sur l’évolution des reliefs est principalement relié à la notion de « niveau de base » (Powell,

1875) qui correspond à l’altitude minimale en deçà de laquelle les rivières ne peuvent éroder. Suivant cette définition, Lamothe (1918) et Fisk (1944) propose d’expliquer le calendrier de formation des terrasses (aggradation et incision), respectivement de la Somme et du Mississippi, par l’impact des chutes et des remontées eustatiques Pléistocènes (Fig. 1 .11). Ainsi, une chute du niveau marin provoque une chute du niveau de base et permet l’abandonnement d’une terrasse d’aggradation (plaine d’inondation) et l’incision des rivières. Begin et al. (1981) propose que l’incision initiée au niveau de la côte puisse remonter le long du réseau hydrographique par érosion régressive et migration de points d’inflexion (ie. cascades) le long des profiles longitudinaux. Cette vision est supportée par les modèles stratigraphiques conceptuels (Fig. 1.12) développés dans les années soixante dix et quatre vingt (Vail et al., 1977 ; Jevrey ; 1988 ; Posamentier et Vail, 1988 ; Posamentier et al., 1988) découlant des observations réalisées sur les marges, et par de récentes modélisations, notamment sur la chute eustatique accompagnant la crise Messiniène en Méditerranée (Strong et Paola, 2006 ; Loget et al., 2006). En abaissant ainsi l’altitude du lit des rivières, une baisse eustatique favorise l’incision fluviatile, augmente alors le relief, les pentes et donc l’érosion et les flux sédimentaires. Ce modèle entre en compétition avec le modèle de Penck et publié (1909), ce qui met en lumière deux visions confrontant l’influence des zones sources et celle des zones côtières sur le comportement des rivières (voir discussion dans Blum et Törnqvist, 2000). Summerfield (1985) relativise la vision de Fisk (1944) et les modèles stratigraphiques en postulant que l’incision ne peut avoir lieu que si la pente de la plateforme continentale devenant émergeante et plus importante que la pente de la plaine côtière et du profile longitudinal de la rivière (Fig. 1.13). De plus, Dalrymple et al., (1998) propose qu’en s’allongeant sur une plateforme à faible gradient de pente, un espace d’accommodation aérien se créé dans la rivière, interdisant toute initiation et migration régressive d’incision fluviatile. Ce modèle est notamment illustré par Leckie (1994) et publié et Naish (2003) qui mettent en évidence des périodes d’aggradation dans les plaines de Canterbury (Nouvelle-Zélande) lors des périodes de bas niveau glaciaires. L’influence des variations de l’eustatisme, en tant que paramètre de contrôle, sur l’évolution des reliefs, de l’érosion et des flux sédimentaires apparaît complexe est variable suivant les configurations et le contexte géodynamique. De plus, la différenciation de son influence par rapport à celles du climat n’est pas triviale puisque les deux paramètres évoluent conjointement. De la même façon, à cause de

les zones où les vitesses de surrection et de subsidence sont du même ordre de grandeur que les vitesses de chute et de remontée eustatique.

Figure 1.11 : Modèle de développement de la vallée du Mississippi pendant un cycle eustatique, illustrant l’incision durant la chute du niveau de base marin et les différents stades d’aggradation fluviatile durant la remontée et le haut niveau marin (Fisk, 1944).

Figure 1.12 : Bloc diagramme illustrant l’effet d’une chute du niveau marin sur la distribution de la sédimentation et sur développement de l’incision dans les vallées (d’après Posamentier et al., 1988).

Figure 1.13 : Modèles illustrant la réponse d’une rivière à une baisse du niveau marin, en fonction des gradients de pente de son profil longitudinal et de la plateforme. (A) la pente de la plateforme est supérieure à la pente du profil : il y a incision. (B) la pente de la plateforme est inférieure à la pente du profil : il y a aggradation. (C) les pentes de la plateforme et du profil sont identiques, il y a allongement du profil mais aucune incision ni aggradation (d’après Summerfield, 1985 et extrait de Blum et Törnqvist, 2000 ).

L’influence de la sédimentation :

La reconnaissance de l’influence rétroactive de la sédimentation sur la dynamique d’érosion n’est intervenue que très récemment, depuis la fin des années quatre vingt dix (Allen et Densmore, 2000 ; publié et Van car Driessche, 2003 ; Carretier et Lucazeau, 2005, Babault et al., 2005a ; Babault et al., 2007). Cette influence repose sur l’effet qu’implique la présence d’un niveau de base érosif aérien (Wheeler, 1964) situé à l’exutoire des zones en érosion (ie. cône alluvial). En effet, si la sédimentation a lieu à une altitude donnée, l’incision des rivières ne peut intervenir sous cette même altitude. Alors, dans le cas d’une aggradation à l’exutoire, l’altitude du niveau de base érosif augmente et induit une diminution et un arrêt de l’incision et favorise le comblement des vallées. Il en résulte une diminution des reliefs, des taux d’érosion (Fig. 1.14), et par conséquent, du flux sédimentaire. Les périodes de forte aggradation de piedmont pourraient ainsi être à l’origine des reliques à reliefs lissés préservées en altitude (Babault et al., 2005b) et considérées auparavant comme des rémanents de pénéplaines soulevés par une surrection postérieure. Il existerait ainsi une boucle de rétroaction négative entre l’érosion dans les chaînes de montagne et la sédimentation dans les zones de piedmont (Fig. 1.15).

Figure 1.14 : Influence de la sédimentation de piedmont sur l’érosion locale d’une topographie en surrection. (A) topographie à l’équilibre dynamique sans sédimentation de piedmont. (B) mise en place d’un plateau permettant la sédimentation de piedmont. (C) développement de la sédimentation de piedmont entraînant une diminution de l’érosion vers l’amont et le lissage progressif du relief. Noter que les surfaces aplanies au sein de la

Figure 1.15 : représentation schématique du boucle de rétroaction négative potentielle entre érosion et sédimentation au pied d’un relief (d’après Babault, 2004 ; Bonnet, 2005).

L’impact anthropique :

Un dernier facteur de contrôle majeur de l’érosion et des flux sédimentaires actuels est l’impact anthropique sur l’occupation et la gestion des sols. En effet, en modifiant profondément le couvert végétal dans le cadre du développement de l’agriculture (déforestation), l’homme a bouleversé les « équilibres » climat-végétation-érosion (Kettner et al., 2007 ; Gomez et al., 2007) (Fig. 1.16a). Les constructions sont localement responsables de pertes non négligeables de sols (Syvitski et Milliman, 2007) (Fig. 1.16b). De récentes études montrent qu’au niveau global, l’impact anthropique induit une augmentation des taux d’érosion d’un ordre de grandeur, en passant de quelques dizaines de mètres par million d’années pour le Phanérozoïque à quelques centaines de mètres par million d’années actuellement (Wilkinson, 2005 ; Wilkinson et McElroy, 2007). Cette augmentation est néanmoins limitée aux zones de faible altitude où sont concentrées l’agriculture et les constructions et qui fournissent moins de 20% de la charge globale des rivières (Wilkinson et McElroy, 2007). De plus, une grande partie de « l’excédent » de sédiments érodés est naturellement stockée dans le bassin versant sous la forme de colluvions ou au sein des plaines d’inondation (Métivier et Gaudemer, 1999 ; Phillips, 2003). Enfin, Vörösmarty et al. (2003) et Syvitski et al. (2005) estiment qu’une grande partie (jusqu’à 30 %) du flux sédimentaire actuel est retenue au niveau de lacs de barrages. Ainsi, l’effet anthropique sur l’érosion et les flux sédimentaire est particulièrement complexe et difficile à mesurer depuis les zones sources jusqu’aux débouchés des rivières, car s’il a pour effet d’augmenter l’érosion des sols, les capacités de stockage naturelles (colluvions, plaines d’inondation) et anthropiques (barrages) limitent les apports sédimentaires à l’océan mondial.

Figure 1.16 : Mise en évidence de l’impact anthropique sur l’évolution des flux terrigènes. (A) évolution du taux de sédimentation terrigène (g.cm-2.yr-1) au cours des derniers 3000 ans, au débouché de la Waipaoa River (Nouvelle-Zélande), établie à partir de données de carotte (MD972122). L’impact anthropique est clairement visible avec le quadruplement du flux terrigène attribué à la déforestation consécutive à la colonisation européenne (données d’après Gomez et al., 2007 ; modifié d’après Kettner et al., 2007). (B) mise en relation de la charge sédimentaire cumulée de la Lanyang River (Taiwan) et du flux d’eau cumulé sur une période de 44 ans. Les deux augmentations brutales de la charge sédimentaire corrélées aux travaux de voirie ont le même ordre de grandeur que l’augmentation liée à un évènement climatique catastrophique de type typhon (données d’après Syvitski et al., 2005c et modifié d’après Syvitski et Milliman, 2007).

Mesure de l’érosion et du flux sédimentaire… :

…à court terme :

Les flux sédimentaires à court terme (instantané à 100 ans) correspondent aux flux dont la valeur est mesurée ou estimée via des mesures in situ. Les valeurs sont essentiellement dérivées des mesures de charge suspendue dans les rivières et intègrent parfois des estimations des charges dissoutes et de fond et sont exprimées en t.yr-1 par exemple. Elles correspondent donc à une fraction plus ou moins importante du flux de sédiments transitant par le réseau hydrographique jusqu’au niveau du point de mesure sur le profil longitudinal de la rivière pendant l’intervalle de temps de la prise de mesure. La quantité de sédiment

(pente), lithologiques (type de roche et de sol), présentes dans le bassin versant mais aussi les processus d’érosion majeurs et le type de couvert végétal. Des zones de productivité différentes pourront ainsi être identifiées sur l’ensemble du bassin versant (eg. Hicks et Shankar, 2003). Ensuite, par conversion des quantités en volumes par l’utilisation des masses volumiques caractéristiques des roches érodées, il est possible de remonter aux valeurs de flux aux estimations de taux dénudation (mm.yr-1).

…à long terme :

L’estimation de l’érosion et des flux sédimentaires à l’échelle des temps géologiques (103 à 108 ans) peut être abordée de deux manières différentes. La première se concentre sur l’estimation de l’érosion dans les principales zones sources par l’évaluation de l’exhumation. Il est alors considéré, pour estimer les taux d’érosion, que l’érosion contre balance la surrection et que le relief est à l’équilibre. Cette dernière est obtenue par les méthodes d’analyses géochimiques quantificatives des éléments cosmogéniques et radiogéniques. Les premiers, les isotopes cosmogéniques, apparaissent dans les minéraux lorsque ces derniers approches la surface et qu’ils sont collisionnés par le flux particulaire cosmique secondaire. Ainsi, pour le quartz, 28Si et 16O se transforment progressivement en 26Al et 10Be par spallation. La quantification de ces éléments permet de déterminer l’âge d’une surface (âge d’exposition au rayonnement), les taux d’exhumation passés et donc d’érosion des derniers milliers d’années. Pratiquement, plus l’érosion est rapide dans une zone donnée, moins la quantité d’élément cosmogéniques est importante et inversement pour les zones à faible érosion. Cette méthode peut être appliquée pour déterminer l’âge d’une surface et estimer un taux d’érosion local au niveau d’un site d’échantillonnage, ou un taux moyen de l’ensemble d’un bassin versant, par analyse des sédiments transportés dans les rivières (pondération naturelle effectuée par les rivières) et l’estimation du temps de résidence des quartz (van Blanckenburg, 2005; Granger, 2007). Il est aussi possible de dater, via ces éléments, l’âge de dépôts spécifiques tels que les terrasses ou les moraines, dont la formation documente un état particulier du relief (Anderson et al., 1996 ; Perg et al., 2001). Les éléments radioactifs (U-Th) sont utilisés, de concert avec l’hélium, pour caractériser la thermochronologie des apatites. Ainsi, l’hélium produit par la désintégration des radio-nucléides de la chaîne (U-Th) ne se concentre dans les apatites qu’en deçà de c. 70-75°C. Cette température correspond à un passage au dessus d’une profondeur variant, suivant le contexte tectonique et thermique, entre 1 et 3 km. La quantification de l’hélium permet ainsi de définir le temps passé entre l’isotherme c. 70°C et la surface, et donc la vitesse d’exhumation (Ehlers et Farley, 2003).